Itämeren vedenkorkeus vaihtelee eri syistä

Itämeren vedenkorkeus riippuu vesimassojen liikkeestä ja tiheydestä sekä ilmapaineesta, mutta hyvin vähän vuorovesistä. Koska Itämeren vesi on sitä kevyempää, mitä pitemmälle Suomenlahden ja Pohjanlahden perukoille mennään, on veden pinta periaatteessa kallellaan ja korkeammalla lahtien päissä kuin keskellä Itämerta ja Itämeren eteläosissa.

Itämeri on vedenvaihdossa valtameren kanssa, ja siksi Itämeren vesimäärä vaihtelee jonkin verran. Kovat tuulet kallistavat vettä pakaten sitä lahtien pohjukoihin, joista se virtaa takaisin tuulen suunnan ja nopeuden vaihduttua. Ilmanpaine painaa vettä, ja ilmanpaineen vaihtelut vaikuttavat siten vedenkorkeuteen.

Itämerellä, erityisesti Merenkurkun alueella, maankohoaminen vaikuttaa vedenpintaan laskevasti. Toisaalta valtameren lämpölaajeneminen ja mannerjäätiköiden sulaminen nostavat maailman merien vedenkorkeutta, mikä näkyy Itämerelläkin.

Paikallisiin vaihteluihin vaikuttavat pääasiassa tuuli, ilmanpaine ja jää

Korkea ilmanpaine painaa vedenpintaa alaspäin. Matalapaineella vesi taas hieman kohoaa. Yhden millibaarin paine-ero vastaa suunnilleen yhden senttimetrin eroa vedenkorkeudessa. Normaali ilmanpaineen vaihtelu voi siten aiheuttaa useiden kymmenien senttimetrien vedenkorkeusvaihtelun.

Yhtenäinen jääpeite vaikuttaa myös vedenkorkeuden lyhytaikaisvaihteluihin estämällä tuulen vaikutuksen veden pintaan. Kun tuuli ei pääse kasaamaan vettä rannikkoa vasten, korkeimpia ääriarvotilanteita ei synny yhtä helposti kuin avovesitilanteessa.

Vuoroveden vaikutus Suomen rannikon vedenkorkeuksiin on vain muutamia senttimetrejä.

Seiche - seisova aaltoliike

Tuulen kasaaman veden palatessa takaisin tasapainoasemaansa syntyy seisova aaltoliike, seiche, joka riippuu altaan pituudesta.

Suomenlahden ja Itämeren keskusaltaan ja eteläisen Itämeren yhdessä muodostaman altaan seiche on tyypillinen ilmiö. Sen vedenkorkeusvaikutus korostuu lahtien pohjukoissa. Seichen kesto on runsaat 24 tuntia.

Pienessä mittakaavassa samanlainen edestakainen heilahdusliike voidaan saada aikaan esimerkiksi kylpyammeessa.

Suomen vedenkorkeusvaihtelu on yli 3 m

Suomen rannikoilla vedenkorkeuden vaihtelut ovat suurimmillaan Perämeren pohjoisosassa ja Suomenlahden itäosassa, joissa kokonaisvaihtelu on yli kolme metriä. Pienintä vaihtelu on Ahvenanmaalla.

Merivedenkorkeuden vaihtelu on erilaista eri vuodenaikoina, mikä johtuu lähinnä tuulten ja ilmanpaineen käyttäytymisen vuodenaikaiseroista. Keskimäärin merenpinnan korkeus on Suomen rannikolla korkeimmillaan joulukuussa kovien myrskyjen aikaan ja matalimmillaan huhti-toukokuussa. Yksittäiset vuodet voivat kuitenkin poiketa suuresti toisistaan.

Tulvat ja matala vesi

Suurin tulva voi syntyä, jos Itämeren vesimäärä on suuri, vesi on alkanut heilua ja kohdealueella vallitsee syvä matalapaine ja voimakas tuuli. Tuuli puhaltaa sopivalta suunnalta samalla kuin seisova aaltoliike työntää vettä lahteen.

Lähestulkoon sellainen tilanne koettiin Suomenlahden ja Itämeren itärannikon ennätyksellisessä meritulvassa 9.1.2005.

Matala merivesi sen sijaan aiheuttaa ongelmia mm. meriliikenteelle.

Suolapulssi on odotettu ilmiö

Itämeren vesi on murtovettä, joka on sekoittunut suolaisesta Pohjanmeren vedestä ja Itämeren valuma-alueelta tulevasta makeasta vedestä. Suolainen vesi pääsee kulkemaan Itämereen kuitenkin vain yhtä ainoaa reittiä, Tanskan salmien kautta.

Suolainen vesi ei kuitenkaan pääse virtaamaan jatkuvasti suurella volyymilla salmien läpi maantieteellisten ja säähän liittyvien olosuhteiden takia. Sen sijaan se tulee suolapulsseina, jotka saapuvat Itämereen tuoden suolaista ja samalla hapekasta vettä.

Halokliini estää veden sekoittumisen

Itämeren vesi ei ole kauttaaltaan yhtä suolaista. Vesi on sitä tiheämpää ja raskaampaa, mitä suolaisempaa se on. Tällöin suolainen vesi vajoaa pohjalle ja makeampi ja kevyempi vesi jää lähemmäs pintaa. Näin syntyy suolaisen veden harppauskerros eli halokliini, jossa veden suolaisuus vaihtelee syvyyden mukaan.

Varsinaisella Itämerellä on pysyvä halokliini 40–80 metrin syvyydessä. Vesi halokliinin alapuolella on raskaampaa kuin sen yläpuolella.

Kuutiometri pintakerroksen vettä painaa alle 1 005 kg, kun taas kuutiometri syvää vettä painaa noin 1 010 kg. Vaikka ero tuntuu pieneltä, on se vesimassojen sekoittumisen kannalta suuri.

Pintaveden jäähtyminen syksyllä kasvattaa pintaveden tiheyttä, mutta ei niin paljon, että halokliini häviäisi. Suolainen ja painavampi syvävesi ja vähäsuolaisempi pintavesi eivät pääse edes tällöin sekoittumaan keskenään.

Edes voimakkaat syysmyrskyt eivät kykene rikkomaan halokliinia. Gotlannin syvänteen vesi ei tämän vuoksi koskaan saa happitäydennystä pintavedestä.

Eloperäisen aineen hajotus kuluttaa viimeisetkin hapen rippeet merenpohjalla

Syvänteisiin vajoavan kuolleen eloperäisen eli orgaanisen aineksen hajoaminen kuluttaa happea. Kun pysyvän halokliinin alapuoliset vedet eivät saa uutta happea pinnalta, kuluu happi vääjäämättä loppuun.

Tällaista tilannetta kutsutaan seisovan veden vaiheeksi eli stagnaatioksi. Kun syvänveden happi on kulutettu, orgaanisen aineen hajotus jatkuu ilman happea eli anaerobisesti. Hapettoman hajotuksen aikana pohjalle muodostuu myrkyllistä rikkivetyä.

Hapen loppuminen ja rikkivedyn muodostuminen hävittävät pohjilta kaikki korkeammat eliöt. Tällöin pohjaeläimet kuolevat ja kalat kaikkoavat.

Hapen loppuminen kiihdyttää myös ravinteiden, ennen kaikkea fosforin, vapautumista pohja-aineksesta veteen, jolloin pohjanläheisen veden ravinnepitoisuus kasvaa. Tätä veden sisäisten prosessien aiheuttamaa, aikojen saatossa pohja-ainekseen varastoituneiden ravinteiden vapautumista kutsutaan sisäiseksi kuormitukseksi.

Happipitoisuus vaihtelee merialueittain

Pohjanlahdella vesipatsaan happipitoisuus on tasaisen hyvä ympäri vuoden. Hapen määrä laskee vain vähän pohjaa kohti. Halokliinin puuttuessa koko vesimassa sekoittuu vuosittain ja happea ”pumppautuu” pinnasta pohjaan.

Suomenlahdella taas pohjien happikatoa esiintyy ajoittain avomerellä ja saaristossa, kun bakteerien hajotustoiminta kuluttaa pohjilta kaiken hapen eikä uutta happea pääse sekoittumaan pinnasta.

Avomerellä veden sekoittumisen estää syvänveden halokliini. Saaristossa kesäaikaisen hapettomuuden aiheuttaa lämpötilakerrostuneisuus. Toisin kuin halokliini, termokliini eli veden lämpötilan harppauskerros katoaa aina syksyllä veden jäähtyessä, jolloin vesimassa sekoittuu pohjaan asti ja tuo happea.

Suolapulssi syntyy vain otollisissa olosuhteissa

Itämeren ja valtameren välillä olevalla pitkällä, kapealla ja matalalla kynnysalueella Itämereltä virtaa vettä ulospäin. Ulos virtaava vesi sekoittuu Skagerrakissa ja Pohjanmerellä valtameren vesiin pintakerroksessa. Osa sekoittuneesta vedestä virtaa takaisin Itämereen.

Suolaisemman valtameren syvänveden on kuitenkin vaikea nousta kynnysalueen yli Itämereen asti. Vain hyvin otollisissa sääoloissa syntyy tilanne, jossa suuri määrä selvästi suolaisempaa vettä pääsee kerralla tunkeutumaan kynnysten yli ja valumaan eteläisen Itämeren altaiden pohjalle.

Tällaista tapahtumaa kutsutaan suolapulssiksi sen suhteellisen lyhyen, muutaman viikon keston vuoksi. Vain suuri suolapulssi voi rikkoa stagnaation ja korvata hapettoman seisovan syvänveden hapekkaalla suolaisella vedellä.

Tällöin puhutaan erittäin suuresta määrästä vettä, 200–300 kuutiokilometristä suolaista ja hapekasta Pohjanmeren pintavettä, joka työntyy Itämereen lyhyessä ajassa.

Suolapulssi vaikuttaa positiivisesti moneen eliöön

Kun Itämereen tunkeutuu suuri suolavesipulssi, se nostaa melkein koko merialueen suolaisuutta. Monien kasvi- ja eläinlajien levinneisyys muuttuu niiden suolaisuusvaatimusten mukaisesti. Monet planktiset merilajit levittäytyvät pohjoiseen ja itään.

Syvien pohjien happitilanteen parantuessa pohjaeliöstö voi valloittaa aiemmin makroskooppista elämää vailla olleet pohjat. Myös turska voi silloin kutea pohjoisempana, jopa Gotlannin syvänteellä, joka on happitilanteen niin salliessa sen tärkeä kutualue.

Suolapulssilla voi olla myös ikäviä vaikutuksia rehevöitymiseen

Suurilla suolavesipulsseilla on myös haitallisia vaikutuksia. Rehevöityminen voimistuu, kun runsaasti ravinteita sisältävää syvää vettä sekoittuu valoisaan pintakerrokseen.

Liikkeelle lähtenyt suolainen vähähappinen syvävesi työntyy eteenpäin ja voi asettua Suomenlahden syvänteisiin, aina sen itäisiin osiin asti. Tällöin vähähappinen vesi vahvistaa syvänteissä olevaa halokliinia.

Halokliini muodostaa ikään kuin lattian, joka estää tuulta sekoittamasta hapekasta pintavettä alusveteen. Voimakas halokliini voi johtaa siis pohjien hapettomuuteen ja sisäiseen kuormitukseen ravinteiden vapautuessa pohjasedimentistä.

2000-luvulla suolapulsseja on ollut toistaiseksi vain muutamia

Itämeren altaista koostuvan rakenteen takia syvien pohjien hapettomuus on luonnollinen ilmiö. Olosuhteet suurelle suolapulssille ovat otollisimmat talvimyrskyjen aikana. Itämereen työntyi vuonna 1951 erittäin voimakas suuri suolapulssi. Myös vuosien 1975-76 ja 1993 pulssit olivat suuria.

Aina 1980-luvulle asti Itämereen saapui säännöllisesti muutamia keskivoimakkaita sisäänvirtauksia, joiden jälkeen seurasi seisovan veden vaihe. Stagnaation rikkoi Itämereen vuonna 1993 työntynyt erittäin suuri suolapulssi. Uusin suuri suolapulssi saatiin kymmenen vuotta myöhemmin vuonna 2003.

Sen jälkeen stagnaatio on jatkunut ja happitilanne huonontunut varsinaisella Itämerellä, samoin myös Suomenlahdella, kunnes vuonna 2014 tuli kaikkien aikojen kolmanneksi suurin pulssi, jota seurasivat keskisuuret pulssit 2015 ja 2016.

Varsinaisen Itämeren syvänteiden tila oli kuitenkin päässyt jo niin huonoksi, ettei tämäkään pulssi parantanut tilannetta kuin hieman ja vain lyhyeksi ajaksi. Stagnaation aikana syntyneen ja koko ajan kasvaneen rikkivetymäärän neutraloimiseen tarvitaan paljon happea. Vasta sen jälkeen tilanne voi parantua.

Kumpuaminen tuo syvempien kerrosten veden pintaan

Moni on havainnut, että lämpimänä kesäpäivänä merivesi on yhtäkkisesti kylmentynyt. Mitä ihmettä tapahtui?

Ilmiö on yleinen ja johtuu kumpuamisesta eli syvempien vesikerrosten viileän veden kohoamisesta pintaan. Itämerellä vesi kumpuaa enintään muutaman kymmenen metrin syvyydestä.

Syynä tuulten aiheuttamat virtaukset

Tuulen aikaansaamat virtaukset aiheuttavat kumpuamisen. Tyypillinen kumpuamistilanne syntyy tuulen puhaltaessa rannikon suuntaisesti, rannalta katsottuna oikealta vasemmalle. Maapallon pyörimisliikkeestä aiheutuva Coriolis-ilmiö, joka kääntää virtauksia pohjoisella pallonpuoliskolla oikealle, saa rannikon vedet kulkeutumaan avomerelle. Myös suoraan rannikolta avomerelle puhaltava tuuli voi saada rantavedet ulapalle.

Poistuva vesi korvautuu syvemmältä pintaan virtaavalla eli kumpuavalla vedellä. Kyseessä ei ole veden nopea jäähtyminen, vaan ainoastaan lämpimämmän veden korvautuminen viileämmällä. Tyypillinen kumpuamisvyöhyke ulottuu rannasta noin 5–20 km ulapalle. Tämä kylmän veden alue näkyy hyvin myös satelliittikuvissa.

Kumpuamisen syntyminen vaatii aikaa

Kumpuaminen ei synny hetkessä, koska meren suuri massa vastustaa liikettä. Esimerkiksi Suomenlahdella kohtalaisen tuulen pitää puhaltaa rannikon suuntaisesti ainakin pari päivää, jotta kumpuaminen alkaa.

Kumpuamisen jälkeen virtaukset ja auringon lämmitys tasoittavat suurimmat lämpötilaerot muutamassa päivässä, mutta sen jäljet näkyvät joskus parikin viikkoa.

Kesäinen kumpuaminen kiusaa uimarantojen aamu-uimareita

Kesäinen kumpuaminen vaikuttaa erityisen dramaattisesti uimarantojen elämään. Rannan läheinen pintavesi saattaa kylmetä pahimmillaan yön aikana jopa yli kymmenen astetta, mikä puolestaan aiheuttaa ikävän yllätyksen veteen pulahtajille.

Kumpuaminen voi edesauttaa levien kasvua

Kumpuaminen voi edesauttaa planktonlevien kasvua ja täten esimerkiksi sinileväkukintojen muodostumista nostamalla ravinteita pintaan. Itse kumpuamisen aikana pintavesi saattaa olla liian kylmää levien kasvulle, mutta seuraavan lämpimän ja heikkotuulisen jakson aikana levien kasvu taas kiihtyy.

Näin käy Suomenlahdella usein elokuussa. Tällöin pinnan ravinteet ovat vähissä ja kumpuamisen edellyttämiä kohtalaisia tuulia alkaa esiintyä keskikesän heikkojen tuulten jälkeen ja ravinteita saadaan pintaan.

Itämeren aallokko syntyy tuulen myötä

Meren pinnan aallokko on ehkä ihmisiä normaalisti eniten sykähdyttävä meren liikemuoto. Aallokko syntyy, kun tyynen vedenpinnan yllä puhaltava tuuli saa veden virtaamaan ja aiheuttaa vedessä pyörteisyyttä.

Pyörteisyys synnyttää paine-eroja, jotka rikkovat sileän vedenpinnan. Tuuli tarttuu vedenpinnan "ryppyihin" ja alkaa kasvattaa niitä.

Pienet aallot ovat aluksi jyrkkiä, mutta alkavat sitten kasvaa pituutta nopeammin kuin korkeutta. Lyhyemmät aallot etenevät hitaammin kuin pidemmät, ja aallot vuorovaikuttavat keskenään vaihtaen energiaa.

Pian veden pinnalla näkyy aallokko, jossa on paljon korkeudeltaan, pituudeltaan ja suunnaltaan erilaisia aaltoja. Tuulen kehittämä aallokko on perusluonteeltaan epäsäännöllistä.

Veden pinta ei ole pelkästään passiivinen tuulen temmellyskenttä, vaan liikkuva aallokko erikokoisine ja välillä murtuvine aaltoineen vaikuttaa meren ja ilmakehän vuorovaikutukseen, kuten esimerkiksi liikemäärän ja kaasujen vaihtoon. Aallokko siis myös muuttaa tuulia, jotka sitä kasvattavat.

Aallokon kasvuun vaikuttavat tuulen nopeuden lisäksi ensisijaisesti tuulen kestoaika ja pyyhkäisymatka. Pyyhkäisymatkalla tarkoitetaan etäisyyttä rannasta tuulen yläpuolella, tai yleisemmin matkaa, jolla tuuli vaikuttaa.

Jos tuulen kestoaika tai pyyhkäisymatka ei rajoita kasvua, aallokosta tulee täysin kehittynyttä. Aallon nopeus on tällöin sama kuin tuulen nopeus. Jos taas tuulen kestoaika ei rajoita kasvua, pyyhkäisymatka määrää aallokon korkeuden. Siksi Itämeren pääaltaan pohjoisosissa aallot kasvavat korkeimmiksi Itämeren alueella.

Aaltojen mittaaminen

Aallon korkeus on aallon pohjan ja huipun välinen matka. Aallokossa on monenkorkuisia aaltoja, joten aallokosta puhuttaessa tärkeä termi on merkitsevä aallonkorkeus. Merkitsevä aallonkorkeus on määritetty tieteellisesti sellaiseksi, että se vastaa sitä aallonkorkeutta, jonka harjaantunut tarkkailija silmämääräisesti aistii aallokon keskimääräiseksi korkeudeksi.

Korkeimmat yksittäiset aallot voivat olla noin kaksi kertaa korkeampia kuin merkitsevä aallonkorkeus. Itämerellä on mitattu yli 8 metrin merkitsevä aallonkorkeus ja yli 14 metriä korkea yksittäinen aalto.

Selkämeren suurimmat aallot ovat lähes yhtä suuria kuin pohjoisella Itämerellä. Perämerellä ja Suomenlahdella aallot ovat hieman pienempiä. Aallokkoa on mitattu Suomen merialueilla 1970-luvulta lähtien.

Myös vesialueen muoto ja veden syvyys vaikuttavat aallokon kasvuun. Aallot alkavat tuntea pohjan vaikutuksen, kun veden syvyys on alle puolet aallonpituudesta.

Aallon pituus on kahden perättäisen aallonharjan välinen matka. Kun aallot saapuvat mataloituvaan veteen, niiden aallonpituus lyhenee, ne jyrkkenevät ja viimein murtuvat. Aaltojen kannalta riittävän matalassa vedessä ne voivat irrottaa pohjasta materiaalia, muun muassa sedimenttiä ja ravinteita.

Suolaisuus, lämpötila ja aallokon kasvu

Veden suolaisuudella tai lämpötilalla ei ole suurta merkitystä aallokolle, ainoastaan ilman ja veden lämpötilaeron on todettu vaikuttavan aallokon kasvuun. Kun vesi on ilmaa lämpimämpää, aallot kasvavat jonkin verran nopeammin kuin päinvastaisessa tilanteessa.

Syksyllä ja talvella vesi on usein ilmaa lämpimämpää. Ajanjakson korkeammat aallokot johtuvat kuitenkin pääasiassa siitä, että kovia tuulia on useammin kuin kesäkautena.

Mainingit kulkeutuvat pitkiäkin matkoja

Tuulen tyyntyessä aaltojen nopeus on tuulen nopeutta suurempi, eikä tuuli enää pysty syöttämään energiaa aaltoihin. Pienimmät aallot vaimenevat ensin, ja aallokko muuttuu mainingiksi, joka kulkeutuu paikalta pois.

Mainingiksi kutsutaan myös kaukaisesta myrskystä paikalle kulkeutunutta aallokkoa. Valtamerillä mainingit voivat matkata tuhansia kilometrejä lähes vaimentumatta, ennen kuin ne rannikolla matalaan veteen jouduttuaan murtuvat aiheuttaen välillä komeita tyrskyjä.